Геохімічні кругообіги біосфери

Размещено на http://www.allbest.ru/

„Геохімічні кругообіги біосфери”

Зміст

Вступ

Розділ 1. Геохімічне середовище і геохімія живих організмів

Розділ 2. Кругообіг речовин і хімічних елементів

2.1 Кругообіг води

2.2 Кругообіг вуглецю

2.3 Кругообіг азоту

2.4 Кругообіг сірки

2.5 Кругообіг фосфору

Розділ 3. Ноосфера та управління біосферою

Висновки

Список використаної літератури

Вступ

Земна кора, атмосфера та океани нашої планети завжди були геохімічно пов'язані між собою та з Космосом. Із Космосу на Землю безперервно надходить сонячна енергія і частково космічний пил (до 5*10 т/рік). Водночас Земля розсіює енергію у космічний простір. Ці прямі та зворотні зв'язки особливо ускладнилися й посилилися з появою на Землі життя, насамперед, рослин. Виникла багатокомпонентна відкрита система - біосфера.

Обіг матерії інтегрує в цілісний процес молекулярну структуру живих організмів і хімічні зв'язки біотопу. На цьому шляху настає, очевидно, кореляція між хімічними властивостями біотопа і хімічним складом живих організмів. Атоми, з яких побудовані земна кора і живі організми, мають спільну планетарну історію. Ця біохімічна точка зору підкреслює як існування хімічного підґрунтя екосистеми, так і обігу матерії в біосфері.

Геохімічне середовище разом із організмами, які його заселяють, утворюють у біосфері різні біогеохімічні світи, або біогеохімічні провінції, де даному хімічному складу елементів відповідає певна реакція рослин і тварин. Наприклад, буковим екосистемам і організмам, що їх заселяють, відповідає материнська порода, багата на карбонати.

Кругообіг речовин -- це їх багаторазова участь у процесах, які відбуваються в біосферних шарах атмосфери, гідросфери і літосфери. Тобто повний кругообіг здійснюють не речовини, а певні елементи.

Зважаючи на актуальність даної проблеми, ми обрали наступну тему курсової роботи: “Геохімічні кругообіги біосфери”.

Об'єкт дослідження - біосфера землі.

Предмет дослідження - геохімічні кругообіги біосфери.

Мета дослідження - розглянути геохімічне середовище, кругообіги речовин та хімічних елементів, а також управління біосферою.

Згідно з метою і предметом дослідження було визначено такі завдання:

1) розглянути геохімічне середовище та геохімію живих організмів;

2) дослідити кругообіги речовин та хімічних елементів;

3) охарактеризувати кругообіг води;

4) розглянути кругообіг вуглецю;

5) дослідити кругообіг азоту;

6) охарактеризувати кругообіги сірки та фосфору;

7) дослідити ноосферу та управління біосферою.

Методи дослідження. Для розв'язування поставлених завдань використано такі методи наукового дослідження: теоретичний аналіз наукових літературних джерел, синтез, узагальнення, порівняння, конкретизація.

Структура дослідження. Курсова робота складається із вступу, трьох розділів, висновків, списку використаної літератури. Робота викладена на 46 сторінках друкованого тексту. Список використаної літератури виключає 19 найменувань.

Розділ 1. Геохімічне середовище і геохімія живих організмів

Взаємні стосунки хімічних елементів у земній корі, в біосфері і живих організмах є надзвичайно складними. Присутність кожного елемента виражається в "кларках" (кларк - середній вміст елемента в земній корі, походить від прізвища американського геохіміка Ф. Кларка) -- питомій вазі елемента у відсотках. Кларки елементів у живих організмах і земній корі, вивчаючи біохімічні кругообіги окремих елементів, не завжди збігаються. Деякі, трапляючись у великих, кількостях у земній корі (наприклад, титан і стронцій), в організмах містяться лише у вигляді сліду. Відкритим біохімічним середовищем для живих організмів є не земна кора, ні всі хімічні явища літосфери, гідросфери й атмосфери, а лише система водних розчинів. Лише ті елементи, які в біосфері творять добре розчинні сполуки, можуть дістатися в більших кількостях до клітин рослин і тварин. Тому хімічний склад живих організмів не є відбиттям хімічного складу земної кори, а лише кларка різних елементів у біосфері [15, 426].

Головний склад органічної матерії залежить від тих хімічних елементів, які перебувають у біосфері в газовому стані, тому органічний світ живих організмів пов'язаний із кругообігом газів на Землі. В процесі спонтанного розпаду важких радіоактивних ядер (в земній корі) до поверхні допливає струмінь енергії. В такий спосіб тяжкі сполуки перетворюються в легші, які врешті-решт досягають поверхні Землі у вигляді земних газів. З геохімічної точки зору органічна матерія є кисневою системою, багатою на вуглець. Близько 97-98% атомів організмів потрапляє після їхньої смерті в шар земних газів. Тому зрозуміло, чому всі гази біосфери (О2, СО2, Н2О, NH3, H2S, SO2, Н2, СН4, СНОН, CSO, NO2) є біогенного походження.

Земна кора, за Д.І. Менделєєвим, налічує 100 хімічних елементів. Проте лише шість з них взаємодіють в атмосфері: водень, кисень, азот, вуглець, фосфор і сірка. Як бачимо, в біосферних геохімічних процесах беруть участь найбільш здатні до хімічних реакцій елементи. Перші чотири елементи утворюють майже всю масу наземних рослин, на які припадає близько 99% усієї живої речовини.

Крім вуглецю, водню, азоту і кисню організми використовують зольні елементи -- кальцій, калій, магній, залізо та мікроелементи -- цинк, молібден, бор тощо. Атмосфера насичена вуглецем, в літосфері переважають алюмосилікати та трапляється незначна кількість металів.

Живі компоненти біосфери складаються з тих хімічних елементів, що й неживі компоненти географічної оболонки. Проте їх роль у біосфері неоднакова, а тому їх за значимістю розподіляють на 6 груп [15, 427]:

1. Благородні, або інертні, гази - гелій, неон, аргон, крептон, ксенон. До складу організмів не входять.

2. Благордні метали - радій, рутеній, паладій, осмій, іридій, платина, золото. Вони майже не утворюють сполук у земній корі.

3. Циклічні, або органогенні елементи. Цю групу ще називають міграційною, характеризується вона високою реактивною здатністю елементів, з них складаються живі організми (водень, кисень, азот, вуглець, фосфор, сірка, кальцій, калій, магній, залізо і т.д.).

4. Розсіяні елементи - рубідій, цезій, ніобій, тантал (утворюють сполуки на великій глибині земної кори); йод, бром (вступають в реакцію лише на поверхні Землі).

5. Сильно радіоактивні - полоній, радон, радій, уран, нептун, плутоній тощо.

6. Рідкісноземельні - ітрій, лантон, церій, самарій, європій, тулій і т.д.

На групу органогенних (міграційних) елементів в земній корі припадає 99,7% маси, а на решту - лише 0,3%. Таким чином, основна маса елементів - це мігранти, які здійснюють кругообіг у географічній оболонці, а частина інертних елементів дуже мала.

Організми складаються з таких основних елементів: кисню -- 70%, вуглецю -- 18, водню -- 10,5, кальцію -- 0,5% та ін.

Елементи, представлені в живих і мертвих організмах, називають біогенними. Однак немає в біосфері елементів, яких би бракувало в органічній матерії, тому практично можна всі елементи називати біогенними. Здавалось би, навіть такі небіогенні елементи, як вольфрам і кобальт, переходять у своїй міграції через органічну матерію. З погляду на кларк в органічній матерії хімічні елементи поділено на три групи: макроелементи (10-10) - О, Н, С, N, Ca, S, P, K, Si, Mg, Fe, Na, Cl, Al; мікроелементи (10-10) - Zn, Br, Mn, Cu, I, As, B, F, Pb, Ті, V, Cr, Ni, Sr, Ag, Co, Ba, Th; ультраелементи (10-10) - Au, Rb, Hg, Ra, Rn.

Геохімічна енергія живих організмів проявляється передусім у великих швидкостях поширення життя (розмноження), яке полягає в регулюванні розмноження організмів у геометричній прогресії в умовах достатку геохімічної енергії [15, 427]:

де Nt - приріст за одиницю часу t; - ступінь геометричної прогресії.

Припустимо, що в ідеальному середовищі, де всі фактори є оптимальними, жива речовина якогось виду могла б зайняти всю поверхню Землі і заселити простір площею 5,10100933*10 км. Якби це відбувалося протягом одного року, то щодня приріст захопленої поверхні становив би

Якщо максимальна кількість особин одного виду становить N, то швидкість поширення життя:

Геохімічна дія живих організмів, виражена показником , становить, наприклад, для бактерій 33100 см/с (наближається до швидкості звуку в атмосфері). Швидкість передачі геохімічної енергії у великих організмів, які розмножуються дуже повільно, наприклад, слонів, не перевищує 0,1 м/с; інфузорія за місяць може дати потомство, що виражається цифрою з 44 нулями. Ця маса у мільйони разів перевищувала б масу Сонця.

В.І. Вернадський наводить приклад різної швидкості розмноження бактерії холери і слона. Якщо для покриття суцільною плівкою поверхні планети бактерією холери потрібно 30 год, то для слона -- 3000-3500 років. Геохімічна дія як однієї, так і іншої морфологічної форми однакова, але час для крупних організмів необхідний незрівнянно довший. Величину геохімічної продуктивності можна визначити, вирахувавши кінетичну енергію організмів [15, 428]:

де Р - маса живих організмів; К - показник щільності живих організмів на даній території.

Геохімічна кінетична енергія живих_організмів найкращим чином віддзеркалює роботу організмів у біотопі. їхня конкретна хімічна продуктивність є показником геохімічної функції живої речовини. Спеціальний вплив живої матерії на хімічні властивості земної кори і міграцію хімічних елементів у межах біосфери В.І. Вернадський називав геохімічною функцією живих організмів [15, 428].

Зупинимося на надзвичайно важливій функції живої речовини -- концентраційній. Концентрована речовина використовується для побудови м'якого тіла і скелета, а також для відведення її в екскременти. Існує два шляхи концентрації речовини:

а) у вигляді іонів зі справжніх розчинів (характерно для більшості морських безхребетних);

б) засобами седиментації речовини із колоїдних розчинів фільтруючими організмами.

Сьогодні відомі численні факти концентрації живими організмами елементів зі сильно розбавлених розчинів, зокрема, вуглекислих солей кальцію, магнію і стронцію, кремнезему, фосфату, йоду, фтору, та інших компонентів. Фізіологічні особливості рослин, зокрема водоростей, дають їм змогу концентрувати лише ті елементи, вміст яких у середовищі не менше 10 мг/л. Тому тваринним організмам, яким не доводиться концентрувати елементи зі середовища легше, оскільки вони одержують їх у готовому вигляді від автотрофів.

За ступенем концентрації хімічних елементів В.І. Вернадський розподілив організми на такі групи:

1) "організми якогось елемента" (кальцієвого -- бактерії, водорості, найпростіші, молюски, коралі тощо); "кремнієвого" -- діатомові водорості, радіолярії, кремневі губки; "залізні" -- залізо-бактерії;

2) "багаті на якийсь елемент" (вміст даного елемента 1-10%);

3) "звичайні організми";

4) "бідні на дані елементи".

Сьогодні екологічна наука користується узагальненими даними про щорічну концентрацію окремих елементів у процесі фотосинтезу, що дає можливість порівнювати їх зі світовими сировинними запасами. Щорічне "виробництво" окремих елементів живими організмами є близьким до їх світових запасів, які накопичувалися в земній корі мільйони років.

Деструктивна функція живої речовини проявляється у деструкції неживої речовини і включення її у біологічний кругообіг. Як відомо, жива речовина не може використовувати потрібні їй елементи у будь-якому вигляді: органічна складова необхідної речовини має бути розщеплена до простих неорганічних сполук: вуглекислого газу, води, сірководню, метану, аміаку і т.п. Розкладом відмерлої органіки займається ціла армія сапрофітів. Звернімо увагу на ще один елемент цієї проблеми -- розщеплення неживої речовини живою. Наприклад, піонери життя на скелях -- ціанобактерії, бактерії, гриби і лишайники ведуть із гірськими породами "справжню хімічну війну, впливаючи на них багатим арсеналом своєрідної зброї, яка включає розчини як неорганічних кислот -- вугільної, азотної, сірчаної (аж до 10% розчину, здатного пропалити папір), так і органічних. Володіють хімічною зброєю і деякі вищі рослини. Наприклад, коріння смерек, які ростуть на бідних на поживні речовини ґрунтах, теж виділяє сильні кислоти, які розкладають мінеральні абіогенні речовини" [15, 428].

Середовищетвірна функція полягає в зміні живою речовиною у процесі її життєдіяльності фізико-хімічних параметрів середовища. Сюди належать механічні (будівництво тваринами нір, розрихлювання ґрунту корінням і т.д.), хімічні (наприклад, підвищення чи пониження рН ґрунту) та фізичні (виділення в атмосферу легких іонів, "підігрів" ґрунту перегноєм) впливи.

Транспортна функція живої речовини в біосфері багатогранна. Відомо, що нежива речовина під впливом сили земного тяжіння переміщається лише зверху вниз: атмосферні опади, ріки, льодовики, лавини, зсуви. Лише жива речовина здатна, переборюючи силу земного тяжіння, переміщатися знизу вверх: стовбурами і стеблами піднімати до надземних органів і зокрема до листя поживні речовини. Із океану на континенти переміщується величезна кількість речовин, необхідних для життєдіяльності наземних організмів. "Живлення наземних організмів морською їжею, - писав В.І. Вернадський, - відбувається в таких розмірах, що, може бути, компенсує - у всякому разі повертає на сушу - співрозмірну частину тих мас хімічних елементів, які ріки в розчині приносять із суші в море. Із мезозойської ери цю роль головним чином відіграють птахи". До них слід додати риб, а також силу-силенну комах [15, 429].

Окремі автори виділяють такі геохімічні функції, які корелюють із уже розглянутими: 1) нагромадження атомів; 2) розповсюдження елементів; 3) утворення газів; 4) дихання. Є й такий розподіл спеціальних геохімічних функцій: 1) киснева (продукування кисню); 2) редукційна (автотрофні бактерії редукують сірчані зв'язки до H2S і Fe,S); 3) розщеплювальна (складних органічних сполук із вивільненням Н2О, СО2 і N2 за допомогою бактерій і грибів); 4) розщеплювальна редукційних органічних сполук з утворенням Н2S, СН2 і Н2, яку здійснюють лише бактерії.

Завдяки геохімічній функції живої речовини біохімічні і геохімічні процеси біосфери представлені в єдиному біогеохімічному процесі.

Розділ 2. Кругообіг речовин і хімічних елементів

Кругообіг речовин -- це їх багаторазова участь у процесах, які відбуваються в біосферних шарах атмосфери, гідросфери і літосфери. Тобто повний кругообіг здійснюють не речовини, а певні елементи, а тому слід розглянути їх кругообіг.

Як відомо, атоми різних елементів нерівномірно представлені у вулканічних породах, морській воді, органічній матерії. Перші з них - вулканічні породи -- виступають як джерело атомів, з яких органічний світ творить свою матерію. Материнська порода, гідросфера, атмосфера і світ організмів пов'язані між собою міграцією атомів, яка може відбуватися циклічно або ациклічно.

Згідно з В. Енгельгардтом (1959), міграцію можна називати циклічною, якщо середній вміст хімічних елементів у вулканічних породах (lх), з одного боку, і в осадочних породах (tx) та морській воді (тх) -- з іншого, є однаковими. Якщо ще додати сюди кларк елементів із живих організмів, одержимо рівняння [15, 430]

lхЕ - txT - mxM + bxB = 0,

де Е, Т - кількість зрушеної породи; М - об'єм морської води; В - маса живих організмів на планеті.

З цього рівняння випливає, що процес буде циклічним, якщо

lxЕ = txT + mxM + bxB,

і водночас буде ациклічним, якщо

lхЕ< txT + mxM + bxB.

Елементи, які мігрують циклічно, обертаються в біохімічних процесах двох рівнів: біогеоценозу і біосфери. Кругообіг елементів у біогеоценозі (малий кругообіг) розглянутий у попередньому розділі. Зупинимося на "великому" головному кругообізі, який відбувається в біосфері.

Як відомо, основою динамічної рівноваги і стійкості біосфери є кругообіг речовин і перетворення енергії, які складаються з багатьох процесів. Причому окремі циклічні процеси являють собою послідовний ряд змін речовини, що відповідає тимчасовому стану рівноваги. Добре відомі глобальні процеси кругообігу води, кисню, вуглецю, азоту, фосфору, мікроелементів. Процеси руху хімічних елементів, які відбуваються за участю живої речовини, називаються біохімічними циклами.

Цілорічно біохімічні цикли приводять у рух близько 480 млрд т речовини, виключно біофільних елементів -- вуглецю, азоту, кисню, водню та ін. Внаслідок фотосинтезу біосфера має величезний енергетичний потенціал. У масштабі біосфери біохімічні цикли замкнуті, крім циклу О2, який відсутній після області розсіювання.

Характерна особливість "великого" геологічного кругообігу речовини - це його переважно горизонтальний напрям. Він відбувається між сушею і морем. Біологічний кругообіг має переважно вертикальний напрям міграції і відбувається між рослинами і ґрунтом [15, 430].

Міграція речовин у хімічному кругообігу визначається двома тісно пов'язаними і взаємозумовленими процесами, які протистоять один одному. Це синтез живої речовини зеленими рослинами з елементів неживого середовища за допомогою сонячної енергії та мінералізація органічних решток рослин і тварин, у процесі якої виділяється енергія. Такий кругообіг відбувається в кожному ландшафті як на суші, так і на морі. Речовини, які рослини добувають з ґрунту, повітря і води, йдуть на побудову їхніх організмів, потім, мінералізуючись, знову надходять у навколишнє середовище. Однак цей процес не замкнутий. Частина речовин з кожного циклу кругообігу, що надходить у геологічний кругообіг речовин, потрапляє в море, а там, відклавшись на дні, може бути на довгий час вилученою з біологічного кругообігу. Кожний наступний цикл включає нові речовини, тому він не подібний до попереднього.

2.1 Кругообіг води

Кругообіг води, або гідрологічний цикл (рис.2.1), має основні риси кругообігу хімічних елементів, він також збалансований у масштабах усієї земної кулі і приводиться в рух енергією [1, 52].

Рис. 2.1. Енергетика гідрологічного циклу, представленого у вигляді двох шляхів: верхній приводиться в рух сонячною енергією, а нижній віддає енергію озерам, річкам, заболоченим землям і виконує роботу, безпосередньо корисну для людини (наприклад, на ГЕС). Поверхневий стік поповнює резерви Ґрунтових вод і сам поповнюється від них, хоча в багатьох сухих областях ці резервуари зараз швидше випорожнюються, ніж поповнюються.

На рис. 2.2 наведено обсяг окремих частин гідросфери Землі та зв'язаної води земної кори. Слід відзначити, що понад 90 % наявної на Землі води перебуває в гірських породах, які утворюють земну кору, і у відкладах на поверхні Землі. Ця вода вступає в гідрологічний цикл, який відбувається в біогеоценозах дуже рідко: лише в момент вулканічних викидів. Тому цю воду можна не брати до уваги, коли мова йде про переміщення води поблизу поверхні Землі.

Переміщення води з місця на місце в масштабах планети відбувається головним чином між океаном і сушею. При цьому змінюється її агрегатний стан (перетворення рідкої фази в тверду, пароподібну, і навпаки), що дає змогу підтримувати рівновагу між сумарним випаровуванням і випаданням опадів на планеті. Підраховано, що з поверхні Землі лише за 1 хв випаровується близько 1 млрд т води і стільки ж випадає назад у вигляді опадів. Відзначимо, що понад 86% вологи надходить в атмосферу за рахунок випаровування із поверхні Світового океану і менше 14% -- за рахунок випаровування із суші [1, 52].

Рис. 2.2. Обсяг окремих частин гідросфери Землі та зв'язаної води земної кори (включаючи воду живих організмів), (тис. км).

Опади, які випадають на поверхню суші, перевищують випаровування і транспірацію в наземних місцезростаннях. Відповідно кількість опадів. які випадають на поверхню океанів, менша тієї кількості води, яка випаровується з їхньої поверхні. Більша частина водяних парів, перенесених вітрами із океанів на сушу, конденсується над гірськими районами і в тих місцях, де швидке нагрівання і охолодження суші створює вертикальні потоки повітря. Чистий потік атмосферних водяних парів від океанів до суші утворюється водою, яка стікає із суші у басейн океанів.

Виходячи з екологічних позицій, слід звернути особливу увагу на роль транспірації в гідрологічному циклі. Відомо, що первинна продукція наземних місцезростань становить приблизно 1,1-10г сухої речовини на рік, а на кожний грам продукції транспірується приблизно 500 г води. Отже, наземна рослинність транспірує щорічно 55*10г води, що майже відповідає загальній евапотранспірації із суші. На рис. 7.3 зображена структура водного режиму екосистеми хвойної тайги [1, 53].

Рис. 2.3. Водний режим у хвойній тайзі: А -- опади; Б -- опади, які використовує крона; В -- втрати вологи у вигляді випаровування; Г -- споживання вологи травами; Д -- бокове просочування води; Е -- споживання вологи на рівні коріння і дерев; Є -- стік у ґрунтові води.

Для того щоб "запустити" гідрологічний кругообіг, необхідна енергія, її можна підрахувати, перемноживши енергію, яка потрібна для випаровування 1 г води (0,536 ккал), на сумарне річне випаровування із поверхні Землі (378*10г). Одержаний результат (2*10 ккал) відповідає приблизно 1/5 частині загального надходження сонячної енергії на Землю [1, 53].

Важливим показником кругообігу води є водообмін. В океанах, наприклад, він відбувається під впливом течій. Вважають, що для повного водообміну у Світовому океані потрібно приблизно 60 років, Атлантичному - 50, Індійському - 40, а Тихому океані найбільше - 100 років.

Надзвичайно активний водообмін у ріках. Одноразовий обіг води в руслах рік Землі оцінюється приблизно в 1200 км, а сумарний річний стік - 38800 км/рік.

Таким чином, обмін руслових стічних вод відбувається кожні 0,031 року, тобто кожні 11 діб, або 32 рази протягом року. Якщо врахувати, що ріки сполучують багато озер і водосховищ, які сповільнюють водообмін, то загальна активність обміну поверхневих вод суші буде становити 7 років.

Життя на Землі підтримується не лише за рахунок води, що знаходиться у рідкому стані, але й тієї, що сконцентрована у вигляді атмосферної пари. Вода, яка міститься в повітрі у вигляді пари, відповідає в середньому шару завтовшки 2,5 см, рівномірно розподіленому по всій поверхні Землі. Кількість річних опадів становить в середньому 56 см, що в 25 разів більше тієї кількості вологи, яка міститься в атмосфері. Отже, водяні пари, які постійно знаходяться в атмосфері, -- так званий атмосферний фонд, -- щорічно здійснюють кругообіг 25 разів. Вміст води в ґрунті, ріках, озерах, і океанах в сотні тисяч разів більший, ніж в атмосфері. Однак вода протікає через обидва ці середовища із однаковою швидкістю, оскільки випаровування дорівнює випаданню опадів. Середня тривалість переносу води у її рідкій фазі поверхнею Землі становить 3650 років, тобто в 100 тис. разів більше, ніж тривалість перенесення її в атмосфері [1, 53].

На основі кругообігу води із розчиненими в ній мінеральними сполуками, а також компонентів атмосфери закономірно виникла жива речовина, а з нею і біохімічний кругообіг. Тому антропогенне вилучення води з природного кругообігу, а воно щорічно зростає, негативно впливає на функціонування живої речовини.

Протягом усієї історії сучасної цивілізації і особливо в останні десятиліття безпосередній та опосередкований вплив господарської діяльності людини прирівнюють до впливу природних біогеохімічних факторів, що визначають кругообіг речовин у біосфері. Господарська діяльність людини має значний вплив не лише на локальному і регіональному рівнях, а й у глобальному масштабі. Внаслідок цього в природних біохімічних циклах відбуваються значні кількісні та якісні зміни, небезпечні для їх функціонування, а отже, і умов життєдіяльності й існування самої людини.

Порушення людиною кругообігу води в природі спричинено переважно тими ж факторами, що й зміна клімату: знищенням лісів, інтенсивною іригацією, зміною гідрографічної мережі, збільшенням концентрації вуглекислого газу і пилу в атмосфері, руйнуванням озонового шару, виробництвом енергії, забрудненням морів та океанів, зокрема, утворенням на їх поверхні нафтових плівок тощо.

Внаслідок цих явищ змінюється інтенсивність випаровування, а отже, хмарності, кількості опадів, обсягу поверхневих І підземних стоків, рівня ґрунтових вод і у результаті -- продуктивності сільського господарства. До інших негативних наслідків порушення людиною кругообігу води в природі можна віднести зміну та міграцію видів рослин і тварин, затоплення, заболочування землі або її висушування і спустелювання, одноманітність клімату та ландшафту. Щоправда такі явища наразі можна спостерігати лише на локальному і регіональному рівнях. Глобальні зміни кругообігу води і водного балансу континентів, спричинених господарською діяльністю людини, продовжують досліджувати.

Для збереження сформованого в біосфері біогеохімічного кругообігу води необхідно раціонально використовувати водні ресурси Землі. У промисловості перспективним є створення безвідходних виробництв та, як їх складову, замкнутих водо-обігових циклів. Значно скоротити споживання води можна за допомогою винайдення нових або вдосконалення наявних безвідходних технологій, зокрема, покращуючи методи очищення забруднених стічних вод для повернення їх у виробничий цикл.

Знищення лісів спричиняє значне зменшення транспірації, а отже, зниження кількості опадів, ерозії, засолення і виснаження ґрунтів. Вирощування і збереження лісів сприятиме регулюванню водного балансу й, зокрема, річкових стоків. Наявність лісу істотно зменшує поверхневі стоки і стоки невеликих рік, паводкові витрати води, збільшує загальний рівень річних стоків, стоки у посушливі періоди, а також витрати води в міжсезоння. Збільшити транспірацію та випаровування з поверхні суші можна також шляхом розвитку високопродуктивного землеробства і зрошувального землеробства у посушливих районах. Спорудження водозбірних басейнів, наприклад, гребель на малих ріках, і підтримання їх у належному біологічному стані дозволить уникати піків паводків, регулювати витрати води і, таким чином, рівномірно розподіляти її запаси протягом року.

2.2 Кругообіг вуглецю

Вуглець входить до складу всіх органічних речовин, а тому його кругообіг найбільш поширений у природі (рис. 2.4). Він здійснюється за допомогою трьох груп організмів: продуцентів, консументів, редуцентів. Органічна речовина синтезується зеленими рослинами в процесі фотосинтезу з вуглекислого газу атмосфери, вміст якого дорівнює лише 0,03-0,04% [4, 78].



Рис. 2.4. Кругообіг вуглецю в біосфері.

Якби вуглекислий газ не поповнювався за рахунок надходження із Землі, то його запаси вичерпалися б за 4-35 років. У найближчі 50-60 років завдяки зростанню спалювання горючих речовин вміст вуглекислого газу в атмосфері подвоїться. Такі швидкі зміни вмісту вуглекислого газу в атмосфері, внаслідок якого відбувається так званий парниковий ефект (нагрівання атмосфери інфрачервоним промінням завдяки вмісту в ній СО2), може призвести до перегрівання географічної оболонки. Частина СО2 утворюється при виверженні вулканів і надходить зі збагачених ним водних джерел. Головний споживач CO2 - фотосинтетичний апарат рослин (рис. 2.5).

Рис. 2.5. Основні глобальні пули вуглецю і річні швидкості обміну між ними.

Варто нагадати, що про явище фотосинтезу, яке є головним чинником руху речовини й енергії в біосфері, стало відомо лише в другій половині XVIII ст. В 1772-1782 pp. Д. Прістлі, Я. Інгенхауз і Ж. Сенсб'є, доповнюючи один одного, описали процес повітряного вуглецевого живлення, або фотосинтез. Через століття К.А. Тимірязєв (1843-1920) розкрив енергетичну закономірність фотосинтезу як процесу використання світла для утворення органічної речовини в рослинах. Механізм фотосинтезу був розкритий американським біохіміком Кальвіном, за що йому було присуджено Нобелівську премію. Сьогодні під фотосинтезом розуміють перетворення зеленими рослинами і фотосинтезуючими організмами променистої енергії Сонця. Процес фотосинтезу відбувається за участю поглинаючих світло пігментів (хлорофіл та ін.) [4, 79].

Попадаючи в клітину зеленого листя вуглекислий газ приєднується до акцептора (вуглевод рибулезодифосфат), з яким продовжує подальший рух і перетворення. Завдяки ферменту альдолази утворюється простий цукор - глюкоза, а з нього - цукроза і крохмаль. Частина синтезованої речовини в цьому процесі переходить знову в акцептор - так утворюється саморегульований циклічний процес. Далі з участю інших ферментів цукри перетворюються у білки, жири та інші органічні речовини, потрібні для життя рослини.

Основна реакція фотосинтезу має такий вигляд [4, 79]:

або в розрахунку на моль СО2:

За рік рослини суші і океану засвоюють майже 5*10т вуглецю (вбирають, за різними авторами, 1,7-2,0*10СО2), розкладають 1,3*10т води, виділяють 1,2*10т молекулярного кисню і запасають 4*10 ккал сонячної енергії у вигляді хімічної енергії продуктів фотосинтезу, що в 100 разів перевищує виробництво енергії всіма електростанціями світу.

Річний кругообіг маси СО2 на суші визначається як масою складових його ланок біосфери, так і кількістю, яку захоплює кожна ланка (т/рік):

Сумарне захоплення фотосинтезом - 60*10

Повернення від дихання(розкладу) - 48* 10

Надходження в гумосферу і консервація в багаторічних фітоценозах -10*10

Захоронення в осадовій товщі літосфери, включаючи реакцію СО2 із гірськими породами - 1*10

Надходження від спалення палива - 4*10

У гідросфері кругообіг СО2 значно складніший, ніж на суші. Вирішальну роль тут відіграє Світовий океан, який акумулює винесений ріками із суші вуглець у формі карбонатних і органічних сполук. Повернення вуглецю із океану чи суші відбувається з великим дефіцитом, головним чином, повітряними потоками у вигляді СО2. Наявність вуглекислого газу у гідросфері залежить від надходження кисню у верхні шари як із атмосфери, так із нижчих шарів води. В загальному виразі річний кругообіг маси вуглецю у Світовому океані майже удвічі менший, ніж на суші [4, 80]:

Сумарне захоплення в процесі фотосинтезу - 30*10

Повернення у водне середовище від дихання і розкладу органічної речовини - 26*10

Випадання в донний осад - 1,5*10

Надходження із атмосфери від спалювання палива - 1*10

Те ж із річним стоком - 0,6*10

Перехід у розчинні органічні сполуки - 10,9*10

Багато вуглецю вилучається з біологічного кругообігу речовин і потрапляє в океан переважно у вигляді вуглекислих солей. Ці солі, особливо СаСО3, витрачаються на побудову панцирів тварин, дуже багато їх і в морській воді. Якщо в атмосфері підвищується вміст СО2, частина його розчиняється у воді, вступає в реакцію з карбонатом кальцію, утворюючи розчинний у воді бікарбонат кальцію. І навпаки, при зниженні вмісту вуглекислого газу в атмосфері бікарбонати, що завжди містяться у морській воді, перетворюються у карбонати кальцію, які випадають з розчину, використовуються організмами для побудови скелетів або панцирів, осідають на морське дно. Реакція має такий вигляд [4, 80]:

Са (НСО3)2 = СаСО3 + Н2О + СО2.

Сумарна кількість вуглекислого газу на планеті становить не менше 2,3*10т, тоді як вміст його у Світовому океані оцінюється в 1,3*10т. У літосфері у зв'язаному стані перебуває 2*10т вуглекислого газу. В живій речовині біосфери міститься близько 1,5*10 т (майже стільки, скільки у всій атмосфері). Вуглекислий газ атмосфери і гідросфери обмінюється і обновлюється живими організмами за 300 років (рис.2.6).

Рис. 2.6. Тривалість циклу кругообігу вуглецю, кисню та води між абіотичним середовищем і біосферою (кількість років).

Загалом Світовий океан діє як величезна помпа, поглинаючи вуглекислий газ у високих широтах, де вода є низької температури, і, виділяючи його у тропіках, де температура води піднімається, спостерігають відповідне збільшення парціального тиску СО2 в атмосфері.

Іншим механізмом поглинання діоксиду вуглецю з атмосфери та гідросфери з відповідним виділенням вільного кисню є фотосинтез. Процес зв'язування вуглецю у формі органічних сполук почався на Землі набагато пізніше від геохімічного зв'язування вуглецю у вигляді карбонатів, але відбувався дуже інтенсивно, і порядок величин захоронених мас вуглецю у формі різних органічних сполук виявився настільки ж значним, як СО2 і утворення вуглекислих солей. Вуглець зосереджений в органічній речовині осадових порід (переважно у сланцях і глинах) - n*10 т, у викопному пальному 10- 10т, відмерлій органічній речовині, гумусі ґрунтів та розчинених органічних речовинах океану - 10 т [4, 81].

Діоксид вуглецю повертається в активний неорганічний фонд через дихання рослин і тварин, життєдіяльність мікроорганізмів, що забезпечують процеси розкладання та гниття, а також унаслідок окиснення гумусу ґрунтів, торфу і лісового покриття, лісових і степових пожеж тощо. Певна кількість діоксиду вуглецю, так звані ювенільні складові, виділяються внаслідок вулканічної діяльності.

Загальновідомо, що біогеохімічний цикл вуглецю у біосфері дуже змінений. Кількість діоксиду вуглецю, що утворюється її процесі господарської діяльності людини і потрапляє в атмосферу, досягла приблизно (15-25)*10 т/рік і на даний час у 100-150 разів перевищує ювенільні складові, становлячи від 6 до 10 % щорічного нормального рівня біогенного виділення. Ця кількість продовжує збільшуватись. Утворення діоксиду та оксиду вуглецю у результаті спалювання викопного палива -- не єдині джерела антропогенного збільшення вуглекислого газу и атмосфері. Багато галузей промисловості, зокрема металургія, хімічна і нафтохімічна промисловість, виробництво будівельних матеріалів як побічні продукти серед іншого утворюють й значні кількості оксидів вуглецю. Знищення більшості біомаси лісів, мінералізація лісового покриву і дерену лугів та степів, окиснення гумусу родючих ґрунтів і осушення торфовищ також спричиняють значні викиди діоксиду вуглецю в атмосферу в кількостях, що дорівнюють викидам промисловості. Перетворення органічних сполук вуглецю у діоксид вуглецю відбувається також під інтенсивним виловом риби, через китобійний промисел і полювання, які призвели до повного зникнення 150 видів тварин, а сотні інших видів поставили на межу зникнення. Випадання з атмосферними опадами значних кількостей (до мільярда тонн) розведених розчинів сірчаної, азотної та соляної кислот неминуче супроводжується руйнуванням карбонатів ґрунтів і скель з виділенням в атмосферу вільного діоксиду вуглецю. Аналогічною є дія кислих стічних вод і лужних розчинів низки твердих промислових відходів, наприклад, фосфогіпсу. Виділення діоксиду вуглецю спричиняють також теплові викиди, пов'язані з нагріванням річкових, морських і підземних вод та зменшенням розчинності бікарбонатів кальцію і магнію [4, 82].

Це лише незначна частина джерел викидів оксиду вуглецю в атмосферу. Інші джерела ще недостатньо вивчені. Варто зазначити, що фактичні дані про збільшення концентрації діоксиду вуглецю в атмосфері приблизно удвічі менші від очікуваних внаслідок щорічних антропогенних викидів СО2 у навколишнє середовище. Це можна пояснити наявністю протилежних процесів зв'язування діоксиду вуглецю і виведення його з біогеохімічного кругообігу у вигляді різних сполук. Це може бути збільшення концентрації діоксиду вуглецю, розчиненого і зв'язаного, у Світовому океані -- основному резервуарі та регуляторі вмісту СО2 в атмосфері, зростання загальної біомаси планети, посилення процесів вуглекислого вивітрювання мінералів, новоутворення карбонатів тощо.

Отже, розподіл і кругообіг вуглецю в природі загалом становить динамічну, але стійку буферну систему, локальні зміни якої можуть бути порівняно незначними, а глобальні порушення значною мірою компенсуються. Тому немає підстав стверджувати про катастрофу, однак не варто й недооцінювати можливі наслідки стихійного втручання людини в кругообіг вуглецю. Потрібне свідоме регулювання комплексу процесів використання природних ресурсів і збереження оптимального вмісту вуглекислого газу в атмосфері.

2.3 Кругообіг азоту

Азот, який є уособленням білкового життя у біосфері, в основному зосереджений в атмосфері, де його частина становить близько 78%. Тобто на 1 га поверхні Землі припадає товща повітря з приблизно 80 тис. т азоту. Проте в такому вигляді він недоступний рослинам. У кругообігу сполук азоту надзвичайно велике значення відводиться мікроорганізмам і азотофіксаторам, нітрофіксаторам і денітрофіксаторам. Тільки завдяки їм елементарний азот з повітря надходить до ґрунту (рис. 2.7) [1, 53].

Рис. 2.7. Кругообіг азоту.

Найбільшу роль, як зазначалося, у цих процесах відіграють бульбашкові бактерії, які тісно співпрацюють з бобовими рослинами. При високому урожаї цих рослин можна збагатити ґрунт близько 400 кг азоту на 1 га. Якщо навіть урожай цих рослин буде вивезений із поля, значна частина азоту залишиться з корінням у ґрунті.

Кількість азоту, зв'язаного біологічним кругообігом, є неоднаковою в різних екосистемах. Наприклад, на орних землях -- 7-28 кг/га за рік, на сінокосах з участю злакових трав і бобових -- 73-865, а в лісах -- 58-594 кг/га за рік. Подібним чином деякі лишайники фіксують аз;-за допомогою симбіотичних синьо-зелених водоростей.

Відомо, що Ю. Лібіх (1843) сформулював твердження, згідно з яким рослини можуть повністю забезпечувати свої потреби азотом, що надходить у землю разом із атмосферними опадами (27 кг/га). Однак уже через декілька років В.І. Лавес та І.Г. Гільберт, вивчивши баланс азоту в плодоношенні, довели, що додаткове внесення азоту до ґрунту є необхідне, що визнав і сам Ю. Лібіх [1, 53].

Поява в атмосфері окислів азоту пов'язана із грозовими електричними розрядами. Окисли азоту утворюють з водою азотну і азотисті кислоти:

Ці кислоти разом із атмосферними опадами потрапляють у ґрунт. Кількість азоту, яку він одержує, є дуже різною і залежить передусім від кліматичних умов, зокрема, кількості і частоти опадів, пори року, температури тощо. У помірному кліматі ця кількість становить декілька кілограмів на рік, а в тропічному, де спостерігаються часті бурі, його значно більше, але в середньому не більше 10 кг.

В атмосферу азот в певних кількостях потрапляє з ґрунту. Це відбувається з участю мікроорганізмів під час мінералізації органічної матерії, коли в процесі амоніфікаці виділяється аміак. Біологічна фіксація молекулярного азоту мікроорганізмами, як тими, що вільно пересуваються, так і симбіонтами (бульбашковими), відбувається в автотрофному і гетеротрофному блоках біогеоценозів. Для кругообігу азоту необхідним є молібден, який в окремих випадках виступає як лімітуючий фактор. Незважаючи на величезні запаси цього елемента в атмосфері й осадовій оболонці літосфери, у кругообігу бере участь лише фіксований мікроорганізмами азот.

До цієї категорії азоту обмінного фонду входять: а) азот річної продукції біомаси; б) азот біологічної фіксації бактеріями й іншими організмами; в) ювенільний (вулканічний) азот; г) атмосферний (фіксований у момент грозового розряду); д) техногенний.

У великий кругообіг весь час надходить частина азоту у вигляді різних сполук, які ріки виносять у моря. Вміст сполук азоту найбільший у районах, де в океан впадають великі ріки, найменший -- в центральних частинах океанів. Азотомісткі сполуки використовуються водоростями для синтезу органічних речовин і надходять у кругообіг океану, частина поступово осідає на дно. Отже, винесення азоту з суші не збільшує його концентрації у морській воді.

Межа азоту, зв'язаного в біомасі суші, становить 14020 млн т, а в зольних елементах -- 34062 млн т азоту і 2762 млн т зольних елементів. У біомасі Світового океану цих елементів в 1000 разів менше. Однак завдяки багаторазовому відтворенню організмів планктону через них протягом року проходить азоту і зольних елементів більше, ніж на суші: азоту -- 2762 млн т, зольних елементів -- 12274 млн т.

Якщо розглядати кругообіг азоту в масштабах біосфери, то завдяки саморегулюючим механізмам і зворотному зв'язку він вважається досить досконалим (рис. 2.8). Частина азоту, який "виробляється" в густозаселених районах, у прісних водах і мілководних морях, виноситься у глибоководні океанічні відклади і залишається там, виключаючись на мільйони років із кругообігу. Ці втрати компенсуються надходженням азоту в повітря з вулканічними газами [1, 54].

Рис. 2.8. Глобальний кругообіг азоту. Цифри відповідають 10 г азоту за рік. Представлені тільки чисті потоки азоту.

Сьогодні спостерігаємо тенденцію до зменшення біогенної фіксації азоту в його загальному кругообігу на планеті внаслідок знищення лісів, заміни бобових злаками, руйнування багатих на мікрофлору гумусових обріїв ґрунтів,зменшення площі природних територій через будівництво населених пунктів, прокладання доріг тощо. Ще важливішим чинником, що спричиняє порушення балансу, рівня концентрацій і форм сполук азоту в атмосфері, і особливо в гідросфері та ґрунтах, є промислові забруднення. Виділення оксидів азоту і аміаку під час спалювання вугілля, нафти, мазуту, бензину, торфу, сланців тощо сягає десятків мільйонів тонн і призводить до утворення розведеної азотної кислоти і частково амонієвих солей, що потрапляють із опадами на сушу і поверхню океану. Імовірно, що ці викиди сполук азоту можуть спричинити небезпечне забруднення навколишнього середовища нітратами і аміаком. Сьогодні у багатьох частинах планети можна спостерігати випадіння підкислених атмосферних вод і поступове збільшення їх кислотності. Підкислення середовища посилює вивітрювання мінералів, спричиняє вимивання із ґрунту кальцію, магнію та інших елементів живлення, що в результаті знижує врожайність сільськогосподарських культур.

Іншим важливим фактором, який спричиняє порушення кругообігу азоту в природі, є відходи промислового тваринництва і птахівництва, а також побутові відходи та стоки великих міст. Ці відходи та стоки часто призводять до локального забруднення ґрунту й водойм сполуками азоту. Щорічний надлишок азоту в біосфері за приблизними підрахунками сягає десятків мільйонів тонн. Втім використання азотних добрив неминучо, тому необхідно створити їх менш розчинні, стійкіші форми. Одночасно необхідно максимально скоротити викиди сполук азоту в біосферу з промисловими та іншими відходами.

2.4 Кругообіг сірки

геохімія кругообіг біосфера ноосфера

Геохімічний цикл сірки відзначається різноманітністю процесів, передусім тих, які відбуваються в ґрунті та відкладах, де сконцентрований досить великий резервний фонд, меншою мірою -- в атмосфері (рис. 2.9, 2.10) [1, 54].



Рис. 2.9. Кругообіг сірки в біосфері.

Як відомо, близько 50% сірки потрапляє в атмосферу за рахунок її біологічних перетворень у ґрунті і воді, в яких провідну роль відіграють мікроорганізми. Причому кожний їх вид виконує певну реакцію -- окислення або відновлення. Вважають, що внаслідок цих мікробіологічних процесів сірка вивітрюється у вигляді сірководню.

Фактична кількість сірководню, яку утворюють природні екосистеми, хоч традиційно і вважається значною, безпосередньо не вимірювалася і розраховувалась приблизно за балансом глобального кругообігу сірки. За розрахунками вона становить 58-110*10т сірки щорічно. Для кругообігу сірки характерним є те, що в надходженні сірчаних сполук до атмосфери природні екосистеми відіграють більш важливішу роль, ніж антропогенна діяльність (табл. 2.1) [1, 55].



Рис. 2.10. Сполуки сірки та шляхи їх переносу в атмосфері та біоті.

Таблиця 2.1. Швидкість надходження сірки в атмосферу Землі

Для кругообігу атмосферної сірки характерним є окислення сірководню до двоокису сірки, а останнього -- до сульфатів. Двоокис сірки може бути окисленим у реакції з ОН і Н2О. В реакції з ОН утворюється H2SO3. Сульфати надходять безпосередньо в атмосферу і разом з частинками морської солі в краплях морської води.

У.Х. Сміт пропонує альтернативну гіпотезу надходження сірки в атмосферу. Вона полягає в тому, що більша частина сірки, вивільненої із ґрунту, завдяки діяльності мікроорганізмів знаходиться у формі органічних сполук, таких, як сірчистий карбоном, диметилсульфід, диметилсульфід і метилмеркаптан. Виділення органічних газів із різних ґрунтів становить в середньому 72 г сірки/м*рік з коливаннями у межах 0,002-152 г сірки/м*рік. У табл. 2.2 наведені розрахункові дані щодо викиду диметилсульфіду та інших летких сполук сірки природними джерелами, які свідчать про відносно мале надходження безпосередньо від рослин і порівняно більше з ґрунту. Максимальний розрахунковий викид диметилсульфіду (5,5*10г сірки/рік) досить скромний порівняно з антропогенним, який оцінюється приблизно в 65*10г сірки/рік (2% - сульфат, 98% - двоокис сірки) [1, 55].

Таблиця 2.2. Надходження диметилсульфіду в атмосферу Землі із природних джерел

Водночас надходження диметилсульфіду може становити менше 10% загального біогенного викиду сірки. У північній півкулі, де тривалість надходження сірки в атмосферу становить приблизно 2 дні, антропогенна сірка переважає природні потоки. В даний час надходження субмікронних частинок сірки в тропосферу північної півкулі становить 0,17*10 г із природних джерел і 0,23*10 г внаслідок антропогенної діяльності.

2.5 Кругообіг фосфору

З усіх елементів, наявних у живих організмах, фосфор має найбільше екологічне значення, тому що відношення його кількості до кількості інших елементів в організмах звичайно набагато вище, ніж відповідне відношення у тих джерелах, звідки організми отримують необхідні їм елементи. Недостатня кількість фосфору більше обмежує продуктивність у певному районі, ніж недостатня кількість іншої речовини, за винятком води. Сполуки фосфору входять до складу тканин мозку, скелета, панцирів. Особливо важливим фосфор є для нагромадження внутрішньоклітинної енергії -- формування фосфатолепідів та синтезу нуклеїнових кислот. При недостатній кількості фосфору порушується енергетика клітини і синтез білка. Біогеохімічний кругообіг фосфору в природі суттєво відрізняється від розглянутих раніше кругообігів води, вуглецю та азоту. Для останніх газоподібні форми сполук є обов'язковою і найважливішою ланкою. Газові форми сполук фосфору, наприклад, фосфін, у його біогеохімічному кругообігу майже відсутні. Структура кругообігу фосфору простіша від кругообігу азоту.

На відміну від азоту резервуаром фосфору слугує не атмосфера, а гірські породи або інші відкладення, що утворилися в минулі геологічні епохи. Ці породи поступово піддаються ерозії і вивільняють фосфати, які рослини використовують для синтезу протоплазми. Рослинна протоплазма є основою для синтезу тваринної протоплазми. Фосфор протоплазми знову перетворюється з органічної в неорганічну форму внаслідок діяльності фосфатредуціюючих бактерій. Багато фосфатів із річковими стоками потрапляє в море, частина їх відкладається в мілководних, а частина -- у глибоководних осадах. Морські риби та птахи відіграють важливу роль у поверненні фосфору в кругообіг із моря на сушу.

Первинним джерелом фосфору є фосфорні сполуки, які знаходяться в материнській породі. До найважливіших мінералів, які включають фосфор, належать апатити. Внаслідок повільного вивітрювання цих мінералів наступає вивільнення фосфору і утворення в ґрунтах різних фосфорних сполук, які внаслідок ерозійних процесів виносяться водотоками в моря, забезпечуючи розвиток їхнього фітопланктону. Частина фосфору, яка міститься в морській воді, може знову повернутися на сушу у вигляді гуано, наприклад, на побережжі Перу (рис. 2.11) [17, 123].

Рис. 2.11. Кругообіг фосфору в природі.

Ю. Одум (1975) звертає увагу на те, що перенесення фосфору птахами не є таким інтенсивним як було в минулому. На жаль, діяльність людини спричинює посилення втрат фосфору, що знижує досконалість його обігу в біосфері. Виловлення риби повертає щоразу на сушу 600 тис. т елементарного фосфору, що мало б до деякої міри компенсувати його втрати внаслідок виносів у ріки і річки. Однак постає питання, як компенсувати його щорічний видобуток, який становить 1-2 млн т (більша частина цього фосфору вимивається). Врешті-решт, нам доведеться серйозно зайнятися поверненням фосфору в кругообіг, якщо ми не хочемо загинути з голоду... Сьогодні ведуться експертизи з орошенням наземної рослинності стічними водами, замість того щоб прямо скидати їх у водні шляхи.

Незважаючи на те що фосфор не відіграє такої важливої ролі у життєдіяльності рослин і тварин, як це характерне для вуглецю чи азоту, його геохімічний цикл включає в себе різноманітні шляхи міграції в земній корі, інтенсивний біологічний кругообіг і міграцію в біосфері.

Основою кругообігу, що відбувається у межах суша-Світовий океан, є винесення фосфатів з річним стоком, взаємодія їх з кальцієм, утворення фосфоритів, поклади яких з часом виходять на поверхню і знову включаються в міграційні процеси.

На даний час механізми повернення фосфору в кругообіг неефективні. Щорічно з річковими стоками в океан потрапляє до 4 млн т фосфатів, які, відкладаючись у глибоководді, на тривалий час виводяться з біогеохімічного кругообігу. Процес перенесення фосфору з моря на сушу внаслідок підняття відкладань і діяльності морських птахів та риб триває і зараз, але в минулому він був значно інтенсивнішим [17, 124].

Протягом останніх десятків років людство значно порушило розподіл та міграцію фосфору, що, з огляду на відносну незворотність і незамкнутість загального кругообігу фосфору на планеті, становить значну проблему. За деякими даними, фосфор у водах і ґрунтах планети майже завжди перебуває в дефіциті. Дефіцит фосфору постійно обмежує біологічну продуктивність планети. Тому сполуки фосфору, як і сполуки азоту, є найважливішими мінеральними добривами ґрунтів у сучасному землеробстві. У добривах, вироблених світовою хімічною промисловістю, зберігається до 20 млн т фосфору на рік, але цієї здавалося б величезної кількості недостатньо, щоби в найближчі десятиліття підвищити врожайність до необхідного рівня.

Дефіцит фосфору в ґрунтах можна пояснити його затриманням у вигляді нерозчинних сполук. Ґрунти здатні поглинати і затримувати від подальшого знелуження практично необмежену кількість фосфору. Таким чином, 30-50 % фосфору, внесеного з добривами, залишається в ґрунті у майже недоступній формі -- відбувається так звана фосфатизація ґрунту. Ерозію ґрунтів супроводжують сильні механічні виноси фосфору та інших живильних речовин. Підраховано, що під впливом ерозії ґрунту в середньому втрачається до 0,02 т/га фосфору на рік, при цьому виносний матеріал у 3--5 разів більше збагачений органічною речовиною, азотом і фосфором, ніж самі ґрунти. Наприклад, через 50 років після освоєння цілинних земель Середнього Заходу США вміст у них Р2О5 зменшився на 36 % . Потрібно відзначити також майже незворотну акумуляцію сполук фосфору в густозаселених територіях та великих містах. Це пов'язано зі споживанням великої кількості продовольчих товарів, у т. ч. риби, молюсків і водоростей, виробництвом і використанням численних виробів та препаратів, що містять фосфор, концентруванням фосфору в промислових і побутових відходах і шлаках, зменшення застосування органічних добрив, насамперед, гною.